28

Применение гравиразведки

§1. Изучение строения земной коры

Изучение глубинного строения Земли представляет не только большое теоретическое, но и огромное практическое значение: в на­стоящее время все более отчетливо вырисовываются связи между строением глубинных зон Земли и распределением месторождений полезных ископаемых.

Ведущую роль в изучении внутреннего строения Земли играют методы сейсмологии. По их данным в первом приближении Землю разделяют на три основные геосферы, различающиеся по своим физическим свойствам: земную кору, оболочку (мантию) и ядро. Земная кора, самая верхняя из геосфер, отделяется от мантии гра­ницей Мохоровичича (поверхность М), на которой наблюдается резкий скачок скорости распространения продольных и поперечных волн. Эта граница, возможно, связана с изменением либо химиче­ского, либо агрегатного состояния вещества. По сейсмологическим данным земная кора имеет слоистое строение: в ней выделяются три слоя, которые характеризуются увеличивающимися с глубиной ско­ростью распространения упругих волн и плотностью: слой осадоч­ный и слои кристаллических пород, условно называемые гранитным и базальтовым. Граница раздела базальтового и гранитного слоев не всегда выражена достаточно отчетливо, а соотношение их мощностей различно в разных местах.

Сейсмологическими исследованиями установлено, что мощность земной коры изменяется от 4 - 8 км на океанах до 30- 80 км на мате­риках, при этом на океанах, как показывают сейсмические данные, отсутствует гранитный слой. В соответствии с таким строением земную кору обычно разделяют на. три типа: континентальный, океанический и переходный. Подобное де­ление коры соответствует ее делению по тектоническим признакам (океанические впадины, платформы, геосинклинали), что определяет связь типа коры с тектоническими ocoбенностями развития поверхностных геологических структур.

Распределение силы тяжести на земной поверхности теснейшим образом связано со строением Земли, особенно ее верхних частей: земной коры и слагающих кору структур. Использование гравиметрических данных для изучения строения земной коры тесно связано с так называемой теорией изостазии - теорией, рассматривающей равновесное в гидростатическом смысле состояние земной коры относительно подстилающего ее субстрата, который рассматривают как жидкость. Хотя субстрат и не является жидкостью, по реакции на длительно действующие на него силы его можно рассматривать как жидкость и пользоваться понятиями гидростатики.

Возникновение теории изостазии связано с попыткой Пратта и Эри объяснить расхождения между наблюденными и вычисленными значениями отклонения отвеса, обнаруженные во время триангуля­ции в Индии в 1855 г. Наблюденные отклонения отвеса были значи­тельно меньше вычисленных с учетом массы Гималаев. Поэтому Пратт полагал, что земная кора под Гималаями должна иметь мень­шую плотность, чем в низменных районах р. Ганга. Эри предложил иную гипотезу, объясняющую наблюденное явление. Он считал, что земная кора имеет постоянную плотность, но различную мощ­ность, и ее блоки плавают в субстрате, подобно льду в воде (см. рисунок).

С огласно гипотезе Пратта земная кора простирается до некоторой глубины Т (считая от уровня моря), на которой находится поверх­ность равного давления, называемая поверхностью компенсации или изостатической поверхностью. На этой поверхности наблю­дается одинаковое давление вышележащих слоев. Для выполнения этого условия необходимо, чтобы плотность отдельных блоков земной коры, расположенных выше поверхности изостатической компенса­ции, была различной и удовлетворяла равенству

(H_k + T)σ_k = (T – H_M)σ_M +1.03H_M = Tσ₀, (1)

где H_k - высота дневной поверхности над уровнем моря; H_M - глубина моря; σ₀ - плотность земной коры на уровне моря; σ_k, σ_M - плотности континентальной и морской коры.

Из этого равенства следует, что σ_k ≤ σ₀ ≤ σ_M, т. е. чем выше расположена дневная поверхность относительно уровня моря, тем меньше плотность земной коры.

В гипотезе Эри земная кора имеет постоянную плотность σ₀ и плавает на более тяжелом субстрате с плотностью σ. По закону Архимеда имеем:

для суши

h = h₀ + , (2)

для моря

h = h₀ + , (3)

где h - мощность земной коры; h₀ мощность земной коры на уровне моря; H - превышение точки над уровнем моря, положи­тельное на суше, отрицательное на море.

Таким образом, нижняя граница земной коры является как бы зеркальным отображением рельефа физической поверхности Земли: чем больше высота дневной поверхности, тем на большей глубине находится подошва коры, и наоборот. При этом превышения рельефа подошвы коры больше превышений рельефа дневной поверхности. Положив σ₀ = 2,7 и σ = 3,2 г/см³, получим, что отношение этих перепадов составляет для суши около 5,4, для моря 3,4. Гипотеза Эри также предполагает наличие поверхности компенсации, за нее можно принять поверхность, проходящую через наиболее глубоко погруженные корни гор. Хотя гипотезы Пратта и Эри по-разному задают распределение масс в земной коре, но обе они удовлетворяют условию равенства давления на некоторой определенной глубине. Если же оценивать эти гипотезы с геологической точки зрения, то гипотеза Эри гораздо правдоподобнее, хотя и носит много элементов схематизма. Но обе гипотезы совершенно не учитывают механических свойств пород, слагающих земную кору, например, силы сцепления и т. д.

Венинг-Мейнесом была предложена схема региональной изостатической компенсации, учитывающая механические свойства земной коры, ее прочность, препятствующую прогибу при небольших на­грузках. По этой гипотезе земная кора рассматривается как упругая плоская пластина, прогибающаяся под действием топографических масс, возвышающихся над уровнем моря (см. рис. в). По своему физическому смыслу гипотеза Венинг-Мейнеса аналогична гипотезе Эри: земная кора постоянной плотности и переменной мощности находится в состоянии гидростатического равновесия по отношению к субстрату.

Каждая из рассмотренных изостатических гипотез выводит закон распределения масс в земной коре в зависимости от рельефа дневной поверхности. Поэтому, приняв одну из этих гипотез, можно вычислить действие масс, компенсирующих действие рельефа дневной поверхности, - изостатическую поправку δg_i - и ввести ее в наблюденное значение силы тяжести. Обычно изостатическую поправку вычисляют совместно с топографической δg_t, удаляющей влияние внешних масс. Аномалии силы тяжести, учитывающие эти поправки, называются изостатическими:

∆g_i = g_н – γ₀ + δg_i + δg_t + δg_h,

где δg_h - поправка за высоту.

Изостатические редукции вычисляют с помощью специальных палеток и таблиц. Существует много способов определения этих поправок, при этом для каждой из гипотез в зависимости от принятых исходных данных (глубина компенсации, плотность коры и подстилающего субстрата) имеется несколько вариантов. При помощи поправочных коэффициентов можно перейти не только от одного варианта к другому в пределах одной гипотезы, но и от одной гипотезы к другой.

Следует отметить, что аномалии Фая и Буге являются предель­ными случаями изостатических аномалий: первая соответствует глубине компенсации нуль, вторая - бесконечности, так как в первом случае массы, расположенные над уровнем моря, опускаются на уровень моря и конденсируются в бесконечно тонкий слой, во втором эти массы целиком исключаются, что равносильно их раз­мазыванию на бесконечно большую глубину. Отсюда следует, что по своей величине изостатические аномалии находятся между ано­малиями Буге и Фая.

В случае идеальной изостатической компенсации изостатические аномалии должны быть равны нулю. Наличие аномалий означает, что изостатического равновесия в виде принятой схемы в данной области не существует.

По своему физическому смыслу изостатические аномалии отно­сятся к категории геологических редукций: на основе определенных гипотез вносится поправка за геологическое строение района. Изо­статические редукции основаны на весьма общих предположениях о строении земной коры в целом, и в этом их существенный недостаток по сравнению с редукциями, которые не зависят от гипотез о гео­логическом строении исследуемой территории (Фая, Буге, топографическая).

Эти замечания не означают, что принцип изостазии вообще ста­вится под сомнение. Вычисление изостатических аномалий, а также их сравнение с аномалиями Буге и Фая показывает, что земная кора в целом находится в состоянии гидростатического равновесия, но это равновесие соблюдается только для весьма обширных территорий крупных структур планетарного масштаба. Но в целом ряде районов земного шара изостатического равновесия не наблюдается. Весьма интенсивные изостатические аномалии отмечены в районах остров­ных дуг, на Кавказе, в Крыму, на о. Кипр. Принцип изостазии объясняет глобальное распределение аномалий силы тяжести, но оказывается малопригодным при истолковании аномалий более высоких порядков. Последние находят простое и естественное объяс­нение в свойствах и мощностях пород поверхностной части земной коры и в ее тектонике.

Сопоставление аномалий силы тяжести с высотой точек наблюде­ния позволяет сделать некоторые заключения о строении земной коры. Для небольших областей наблюдается зависимость аномалий Фая от высоты - аномалии повторяют рельеф с тем или иным коэф­фициентом корреляции. Для аномалии Буге при соответствующем выборе плотности такой зависимости не наблюдается. Таких выводов сделать нельзя, если рассматривать подобные корреляции для обширных областей. В этом случае оказывается, что аномалии колеблются в пределах ±100 мгал и в среднем близки к нулю; корреляции с высотой не существует, среднее значение, аномалий составляет на суше +9, на море +3 мгал. Амплитуда изменения аномалий Буге значительно больше: в горных областях аномалии Буге достигают - 500, на океанах +450 мгал. Средние значения аномалий Буге на суше составляют - 87, на море +230 мгал. Сопоставление аномалий Буге с высотой выявляет их линейную корреляцию. Подобное поведение аномалий подтверждает принцип изостатической компенсации, так как избытки масс, выступающие над уровнем моря компенсируются недостатком масс на глубине.

Корреляция аномалий Буге с высотой позволяет искать э мпирические зависимости между тремя величинами: глубиной границы М аномалией силы тя жести и высотой. Естественно, при этом используют осредненные значения аномалий и рельефа. Эти статистически связи определялись многими авторами на основе сопоставления мощности коры по сейсмическим данным с аномалиями силы тяжести и рельефом. Результаты сопоставления, полученные Р. М. Деменицкой (см. рисунки), выражаются следующими уравнениями:

h = 35(1 - th0,0037∆g);

h = 33th(0,38H - 0,18) + 38. (4)

где h - мощность коры, км; ∆g - аномалия силы тяжести в редукции Буге, мгал; Н — высота над уровнем моря, км.

Полученные зависимости позволяют определить наиболее вероят­ное значение мощности земной коры в любой точке земного шара.

Довольно большой разброс точек (±100 мгал) связан с влиянием внутреннего строения земной коры и геологических структур ее верхних частей, а также с «аномальной» мощностью коры, не соот­ветствующей ее изостатическому состоянию. Относительная ошибка определения мощности коры колеблется в пределах от 15 до 40%, составляя в среднем около 20%. Для различных областей погреш­ность неодинакова: на океанах 1,3 - 4 км, на континентах 5 - 8 км. Зависимости, подобные соотношениям (4), могут быть получены и для отдельных регионов. Анализ корреляционных графиков совме­стно с данными ГСЗ позволяет определить рельеф границы М с точ­ностью ±3 км.

Гравитационное поле и мощность земной коры определяются геологическим развитием данной области. Наиболь­шие мощности земной коры, до 70 км, наблюдаются в складчатых областях; в районах шельфов и платформ мощность коры составляет обычно 20 - 40 км, в океанических впадинах 10 км и меньше.

По найденным эмпирическим зависимостям можно изучать харак­тер изменения плотности земной коры и подстилающего ее субстрата. Центральную часть кривой (от 20 до 50 км) аппроксимирует прямая

h = h₀ + , (5)

где h₀ - мощность земной коры при ∆g = 0 (в рассматриваемом случае h₀ = 35 км); σ - избыточная плотность коры относительно субстрата.

Эта зависимость относится к областям платформ, невысоких горных сооружений древней складчатости, шельфов. Из уравнения находим σ = -0,2 г/см³. Аппроксимируя прямой те участки кривой, которые относятся к океаническим и высокогорным областям, полу­чаем σ = -(0,4 - 0,5) г/см³. Такие результаты можно объяснить или повышением плотности субстрата под океанами и высокогорными областями, или уменьшением плотности коры. В частности, последнее предположение согласуется с сейсмическими данными и является наиболее вероятным объяснением изменения избыточной плотности коры.

В общем случае совместное решение уравнений (4) и (5) позволяет определить величину избыточной плотности при меняющейся мощности земной коры:

σ = . (6)

Вторая формула (4), выражающая связь между мощностью коры и дневным рельефом, в сущности, представляет собой эмпири­ческое уравнение изостазии, единое для материков и океанов: Вид этого уравнения показывает, что в действительности изостазия явление более сложное, чем это описывается гипотезами Эри и Пратта. Это уравнение можно выразить через значения плотности σ, тогда оно примет вид

h = h₀ + ,

Так как избыточная плотность коры является величиной переменной (наименьшая в платформенных областях, наибольшая в океанах и высокогорных областях), то характер изостазии имеет весьма сложный вид.

Полученные и рассмотренные закономерности связи аномалий силы тяжести с мощностью земной коры имеют значение для познания коры в планетарном масштабе; использование этих закономерностей для изучения отдельных, даже очень крупных геотектонических структур гравиметрическим методом не является многообещающим и может иметь только ограниченное значение.